Türkiye Jeoloji Kurumu Bülteni, C. 23, 53 - 58, Şubat 1980
Bulletin of the Geological Society of Turkey, V. 23, 53-58, February 1980
Seben Bölgesi Volkanotortulları (BOLU GD)
Volcanosediments in Seben Region (BOLUBE)
Baki VAROL Jeoioji-Stratigrafi Kürsüsü, Ankara Üniversitesi, Fen Fakültesi, Ankara
Nizamettin KAZANCI Jeoioji-Stratigrafi Kürsüsü, ArJtara Üniversitesi, Fen Fakültesi, Ankara
ÖZ: Seben bölgesindeki taneli volkanik kayaçlar, Üst Kretase'de epiklastik, Miyosen'de piroklastik ve otoklastik özellik- tedir. Epiklastikler volkanik sahalardan hızla aşındırılarak taşman, iyi tabakalı kristal ve camsı, seyrek olarak da litik tüf benzeridirler.
Piroklastikler bölgesel gelişmiş vulkaniyen breş, yaygın soğuk piroklastik akma breşleri ve aglomeralardır. İsti- fin üstünde otoklastik breşler yeralır. Bütün taneler andezitik-bazaltik özelliktedir. Miyosen volkanotortulları temel olarak Seben ilçesi kuzey-kuzey doğusunda varlığı düşünülen buharlı püskürmeli (freatik) türden volkanik merkezler- den kaynaklanmışlardır.
ABSTRACT: The fragmental volcanic rocks of Seben region (Bolu SE Turkey) are typified by epiclastics in Upper Cretaceous, while they are characterized by pyroclastics and autoclastics in Miocene. Epiclastics are well bedded and usually made of crystal and vitric tuffs, but occasional levels of lithic tuffs are also encountered. All of these com- ponents were rapidly eroded and transported away from volcanic areas.
Pyroclastics consist of local vulcanien breccias and widespread cold pyrociastic flow breccias as well as agglome- rates. These pyrociastic succession is overlain by autoclastic breccias. All of fragments have andesitic-basaltic featu- res. The volcanosediments of Miocene in the north-northeast of Seben essentially have been derived from volcanic vents with phreatic eruptions.
54 VAROL-KAZANCI tJİRÎŞ
Bolu güneyi, Seben çevresinde farklı jeolojik zamanlar sürecindeki etkin volkanik faaliyetler, bölge tortul yapısını şekillendirmişler veya kalın bir volkanik istif oluşturmuşlar- dır. Taneli volkanikler Üst Kretase'de denizel çökeller ara- sında bir stratigrafi seviyesi şeklinde, Miyosen'de ise tüm alanların örter şekilde yüzeylenirler. Bu çalışmada volkanik kayaların petrojenezlerinden çok volkanosedimanter gelişim- lerine ağırlık verilmiştir.
Taneli volkanik kayaların, sedimanter niteliklerine da- yalı olarak ele alınması bizde olduğu gibi dış ülkelerde de yenidir. Bu nedenle yerleşmiş bir kavram birliği yoktur. Bir bölüm eş anlamlı sözcüklerin farklı tanımlamalar için kulla- nıldığı görülmektedir, örneğin, genellikle sıcak volkanik ge- reçlerin yerleşiminde söz konusu olan piroklastik akma te- rimi, bir yamaçtan (volkan konisi, vb.) hareketlenen çoğu çamur ve kütle akmaları şeklindeki yeniden çökeltilmiş vol- kanik depolar için de geçerli sayılmaktadır (Fiske, 1963;
sualtı piroklastik akmalar). Bu nedenle çalışmamızda özel- likle Fisher (1958, 1960a, b, 1961) tanımlamaları temel alın- makla birlikte gerektiğinde diğer eş anlamlı sözcüklere de açıklanarak yer verilmiştir.
JEOLOJİK YERLEŞİM
Konu edilen taneli volkanikler, Bolu H27 al, a4, di paf- talardaki yüzleklerde incelenmiş ve diğer sahalardaki yayı- iımları U|3 de denetlenmiştir (şekil 1).
Üst Kretase epiklastikleri, Mestrihtiyen yaşlı marnlar içine yerleşmiş olup, Susuz (Seben) köyü yakınında ve Kızı- löz-Emincik köyleri arasında yaklaşık 150-450 metre kalın*
lığında iki stratigrafi kesiti oluştururlar (şekil 2a).
Kuzeybatı Anadolu'da yaygın olan ve Galatya masifi olarak adlandırılan (Leonhard, 1903; Mileh, 1903; Faicheler, 1978) Tersiyer volkaniklerinin bölgemizde kalan bölümü Rondot'un (1956) jeoloji raritasında "Köroğlu volkanikleri"
şeklinde gösterilmiştir. Ayrıca sahamızın çok kuzeydoğusun- da da konuya paralel ayrıntılı çalışmalar yapılmıştır (ön- gür, 1977b; Paicheler, op. cit).
Miyosen volkanikleri tabanda yer yer bitki kırıntılı, Pla- norbis sp. li, demir karbonalı (siderit veya ankerit) ve kilM göl tortullarıyla ardalanırlar. Üst seviyeleri bölgesel lav ak- maları ile örtülen taneli volkaniklerin bulunduğu istifin tüm kalınlığı 750-1000 metre kadardır (şekil 2b). Bunlar Seben ilçesinin K-KB da karasal Paleosen, doğusunda ise Üst Kre- tase'nin resedimente çökelleri üzerine uyumsuzlukla oturur- lar.
ÜST KRETASE EPÎKLASTİKLERÎ
Bu gruptaki taneli volkanik kayaçlar tanesel özellik- leri ve oluşum koşulları yönünden Fisher*de (1961) epiklas- tikler sınıfmdakilerin benzeridirler. Bunlar Kösenözü grubu adı verilen bir seri detritik kayaçlarla birlikte Mestrihtien yaşlı marnlar içine yerleşmişlerdir. Benzer niteliklerde, fakat farklı sahalardaki yüzleklerden birisi Seben ilçesinin 10 km kadar güneyinde, Susuz köyü civarında 150-450 m, diğeri ise Nallıhan KD'da Atça köyü yakınında olup 190 m ka- lınlığındadır. Bu düzeylerin tanımsal niteliği çok iyi tabakalı oluşlarıdır. Ayrıca yer yer masif, tekdüze kalınlığı 20 met- reye ulaşan, merceksi yayılımlılar da olağandır (Hamambo- ğazı Şeylik dere içinde). Genellikle tabakalıların marnlarla olan alt dokanağı keskin, masiflerinki ise aşındırmalıdır.
İstifteki ardalı düzeyler, volkanik kumtaşı, kiltaşı (Fis- her, 1961) veya tüfitik kumtaşlarıdır (Füchtbauer ve Müller, 1970, s. 551). Çoğu zaman kristal tüf görünümüne yönelen bu volkanik kumtaşlarınm bileşimlerinin %75-85 gibi büyük bölümünü ince-orta kum boyu oligoklaz-andezin türü plaj- yoklazlar oluşturmuştur, örneklerin hepsinde kil mineralleş- mesi, karbonatlaşma ve silisleşme çoğu zaman kristallerin tamamını örtecek kadar yaygındır. Ayrıca hamurdaki kil boyu camsı gereç de orijinal şeklinden çok silisleşmiş veya kloritleşmiş olarak görülür. Taneler arasında karbonat bağ- layıcı seyrektir. Volkanik kökenli olmayan epiklastikler ise temel bileşimin i%5-10 unu geçmeyen kuvarsit, çört ve ki- reçtaşı kırıntılarıdır. Volkanik kumtaşı tabakaları arasında yer alan ince taneliler laminalı yapıya sahip epiklastik volka- nik kiltaşlandır (Levha I, şekil 1). Sahada çok farklı renk- lerdeki görünümleri, yaygın demiroksitli olmalarındandır.
Bunlar arasında san, mavi, pembe, beyaz renkler en çok gö- rülenlerdir.
îstif yukarı doğru dereceli olarak, marnlarla ardalı ve kumtaşı özellikleri daha belirgin olan düzeylere geçerler.
Bunlar ancak kömürleşmiş bitki kırıntıları ile ayrılabilen bitişik tabaka yüzeylerine sahiptirler. İçlerinde volkanik kö- kenli olmayan epiklastik taneler fazlacadır. Dizilimin son kayaç topluluğu olan ince tabakalı kumtaşları artık vol- kanik katkının hiç veya çok az görüldüğü düzeyler olup, se-
SEBEN BÖIiGESÎ VOLKANOTORTU1ULAR1 55
darenit özelliğlndedirler. Bunlar çokça sığ1 deniz kökenli kireçtaşı parçaları ile seyrek çört ve kuvarsitleri içe- rirler.
Atça'nm KD'daki ikinci yüzleğin taban bölümleri Susuz epiklastikleri ile benzer özelliklerdedir. Yalnızca volkanik killi katkıların laminer boyutlara inmiş olması tek ayrıca- lıktır. Ayrıca burada birinci istifde gözlenmeyen blok ve ça- kıllı, az yuvarlaklaşmış andezitik ve bazaltik taneli, masif ve merceksi bir volkanik konglomera vardır. Bu konglome- ra çoğunlukla kaba kum-orta çakıl boyutundaki volkanik gereçlerden kurulmuştur, özellikle hamurunda az da olsa sedimanter kökenli kayaç parçaları bulunur. Bunlar Üst Jura-Alt Kretase'ye ait kireçtaşları olup, oldukça yuvarlak- laşmışlardır. Üste doğru ise bu bileşen yanında, makrofosil kavkı ve kırıklarında da fazlalaşma çok belirgindir. Bu ge- lişime uyumlu olarak, Gökdere içinde 190 m kalınlığındaki bu volkanik istif, Üst Kretase'nin son kayaç topluluğu olan bol makrofosilli ve Orhitaides'li kumlu kalkerleriyle örtülür- ler.
TAŞINMA VE DEPOLANMA
înce volkanik taneler volkanlardan çıkışta uzaklara atı- labilmeleri ve aşınmaya karşı dayanımsızlıklan nedeniyle stratigrafi kolonunun her seviyesinde gözlenebilirler (Ross, 1955). Bu yaygm taşınma alanı içerisinde de tortul kayaların bileşimlerine çeşitli bollukta katılırlar. Ayrıca sahamızda görüldüğü gibi bir çökel ortamında tanesel yapılı kaim vol- kanik istifleri oluşturması da olağandır. Taşınmanın temel biçimlerinden biri olan döküntüler dışmda, birincil yatakla- rından türlü sedimanter olayların etkenliğinde taşınanlar
genel olarak epiklastik veya gliptoklastik volkanotortular şeklinde tanınırlar (Brousse ve Iıefevre, 1966).
îyi tabakalı Üst Kretase tüfitik kumtaşları veya volka- nik kumtaşı-kiltaşları olarak beliren sahamızdaki bu taneli volkanik istifin kaynak alanı büyük olasılıkla havza kenarı volkanik sahalardır. Buralarda hızla gelişen aşınmaya daya- nıksız volkanik örtünün yaygın erozyonu sonucu türeyen epiklastik gereçler havza içine çeşitli taşınma olayları ile periyodik olarak aktarılmışlardır. Tabaka yüzeylerinde çok bol olarak rastlanan kömürleşmiş bitkilerin varlığı kaynak alanla çökel havzası arasındaki mesafenin fazla olmadığını ve büyük topoğrafik farklanmaların bulunmadığını vurgu- layabilir. Bu koşullar altında şekillenen taşınmada kesinlik- le su etkendir. Ayrıca yumuşak taban aşındırmak, ters de- recelenmeli, masif merceksi yayılmlı seviyeler sualtı çamur akmaları ile gelişmiş olabilirler.
Tüfitik kumtaşları arasında yeralan volkanik kiltâşları kil boyu volkanik küllerin askı yükleri şeklinde taşınma ü- rünleri olabilirlerse de, volkanik gelişim evreleri ile etkile- nen veya zamanla artan erozyonun çökel. havzasına yansıyan ürünleri olarak düşünülebilirler. .
MİYOSEN TANEIJ VOLKANÎKLERÎ
Seben ilçesinin K-KD'u topoğrafik yükselimle kuşatan andezitik-bazaltik özellikli volkanik istif, geniş yayılımında- ki bölgesel kalınlık değişimi dışında belirli bir düzendedir.
Tabandaki taneli volkaniklerin taşınma koşulları ve üstteki sayısız lav akmalarının şekillenmesinde bölgesel paleocoğ- rafya ile birlikte volkanizma türü de etkendir. Başlangıçta, Miyosen göl sahalarının yakınlarında yer alan volkanik merkezlerden çıkanlar veya bu alanlardan hızla aşmdırılan- lar, kısa zamanda göl alanlarını tamamen doldurmuşlar ve topografyayı düzlemişlerdir. - Daha sonraki evrelerde kalın aglomeralar yanında blok lavlar ve eklem takımlı lav örtü- leri volkanik bir platonun oluşumunu sağlamışlardır.
Taneli volkanikler yabancı, eşlikçi ve erden şeklinde çeşitli özellikteki gereçlerin bir veya bir kaçından kurulu- durlar (öngür, 1977a). Bunlar tane boylan temel alınarak tüf, lapilli, breş gibi ayrılmakla birlikte breş grubu ayrıca tanelenme olaylarını doğuran koşullara göre de otoklastik, piroklastik ve epiklastikler gibi daha alt sınıflara da bölün- müşlerdir. Konu hakkında ayrıntılı bilgiler Fisher (1960a)'- da bulunmaktadır.
Bu genel tanım içerisinde çalışma bölgesindeki Miyosen volkanik istifi tabandan tavana doğru aşağıda anlatılan vol- kanik düzeylerle temsil olunur.
TÜFLEK.
Volkanik merkezlerden döküntü ve akma şeklindeki iki esas koşulla dağıtılmışlardır. Döküntü tüfleri beyaz renkli, ince tabakalı ve topografyaya uyumludur. İçlerinde dağınık olarak çeşitli bolluktaki bomba ve breşik parçalar tabakaya gömülü veya düştüğü yüzeylerde kırıklanmalar meydana getirmişlerdir. Ortakorucuk köyü yakınında aglomeralara geçiş bölümlerinde bu durum belirgindir.
Kaşbıyıklar köyü kuzeyinde Miyosen göl alanında ve civarında yer alan pembe-beyaz renkli, orta-zayıf tabakalı tüfler 25-50 m kalınlık içerisinde döküntü ve a&ma ürünle-
56 VAROL - KAZANCI rini bir arada bulundurur veya bunların kesinlikle ayırtia-
namadığı düzeyler gösterirler, örneklerde, levha I, şekil 2, 3 de görüldüğü gibi yumuşak taban deformasyonu ile belik- te, düzgün olmayan taban dokanaklan ve tabaka içi lamina- îanmalar dalgalı yapıda olarak çok iyi izlenmektedir.
Sedimanter özellikler, tüf boyu gerecin kül akması bi- çiminde, bölgesel paleoyamaçlardan yoğun ve yüksek hızda laminer taşınmalar sonucunda biriktiğini gösterir nitelikte- dir (Schmincke ve Swanson, 196T; laminar viscous flows).
Taşınma koşullarında ısınm hangi düzeyde olduğu kesinlik- le bilinmemektedir. Buna karşın, yer yer zayıf kaynaklan- ma ve tansiyon çatlaklarına benzer yapılar, Fiske (1963)'de belirtildiği gibi, akan gerecin göl sularına kavuştuğu zaman- da belli bir sıcaklıkta olduğunu işaretlemektedir.
VOLKANİK BREŞLER
Genel anlamda 2 mm den büyük, köşeli volkanik tane- lerin ikinci dereceden önemli dokusal düzenlenmesiz bir ha- mur içerisinde veya hamursuz olarak, veya volkanik olma- yan tanelerin volkanik hamur içine yerleşmeleriyle şekillen- mişlerdir (Fisher, 1958). Sahamızda Kozyaka, Müşir köy- leri civarında bölgesel gelişmiş, yaklaşık 50 m kalınlıkta karmaşık yapılı breşik depolar, lavm sertleşmiş parçalan ve yabancı volkanik tanelerden kurulu olup, taban bölümleri tüf breş (Norton, 1917) görünümlüdür. Oluşum koşullarının açıkça belirlenemediği bu düzeyler, patlamalı volkanik ge- lişim sürecinde bir taşınma geçirmemiş, 32 mm den büyük ve çoğu blok boyutlarındaki bileşenlerden yapılmış olup (Fis- her 1960a)'da tanıtılan vulkaniyen breşlere benzerdirler. Ay- rıca dar anlamlı olarak hepsi Wenthworth ve Williams'in
(1932) volkanik breşleri ile de karşılaştırabilirler.
Freatik volkanik breşler. Bunlar en iyi şekilde Bozyer- dere kuzeyi ile Ortakorucuk köyleri arasında gözlenirler.
Düzeyler tümüyle 5-15 m kalınlığında masif veya zayıf ta- bakalıdırlar. Bunlar arasında uzak planda masif görünen- lerin çoğunluğu da, levha I, şekil 4'de verilen örnek gibi, ince tüf ara katkılarıyla ayrılan zayıf tabakalanma düzlem- lerine sahiptirler.
Freatik volkanik breşler Miyosen topografyasını düzle- yen beyaz tüfler üzerindeki çukurlukları doldurmuşlardır.
Yukarı Korucuk köyü yakınında, yol üzerinde bu düzenlen- menin güzel bir örneği vardır (Levha I, şekil 5). Bu çukur- ların açılması ve boyutlarının oluşumunda, patlamaîı-buhar- lı (freatik) volkanlardan atılan ve yamaç aşağı hareketle- nin volknik kütlenin aşındırma gücü ile birlikte taban topog- rafyası da önemli etkendir. Gerçekten de yanal yayılmaları boyunca çeşitli kalınlık değişimleri göstererek, kendilerini altlayan ve üstleyen tüfler içinde kaybolmaktadırlar.
Bileşimlerinde her boy volkanik tane bulunursa da, bun- lar arasında orta ve kaba çakıl boyundakiler egemen olup, tabaka düzlemlerine paralel dizilime yöneliktirler. Hamuru oluşturan ince taneliler arasmda ise, bu tür volkanik faali- yetlerin belirlenmesinde büyük etken olan yüzeysel ve temel suların varlığının işaretçisi bazaltik cam (sideromelan) par- çaları boldur.
L&harik breşler. Daha çok büyük ölçekli bölgesel çukur- lar içine yerleşmiş ve onları doldurmuş olan çeşitli kökende- ki volkanik tane ve bloklardan kurulu depolardır. Bir taba- kalanma düzeni göstermeyen 5-20 m kalınlığındaki masif
kütle, levha II, şekil 1, 2'de açıkça izlendiği gibi beyaz renk- li tüfler üzerine düzgün veya çok düzensiz bir aşındırma yü- zeyi ile otururlar. Hiçbir yüzlekte tabakalanma belirtileri olmamasına karşın, çoğunda tabana yakın bölümlerde zayıf da olsa ince ve orta boy çakılların yönlenmiş çizgisel dizilim- leri belirgindir (levha II, şekü 3). Örneklerde laharik breş- lerin tanımsal nitelkleri olan tabanda ince tüf, tavanda çap- raz tabakalanma görülmemiştir: Fakat masif, bloklu yapı- daki gövdenin çok iyi geliştiği izlenir Bunlar genel olarak merceksi yayıiımları, hamur ve bloklu bileşenleri birarada bulunduran kötü boylanmış yapıları ile kütle akmalarına benzerdiler. Tanınmalarında ise yukarıdaki eksiklikler nede- niyle laharlardan çok lahar benzeri (Schimincke, 1967;
atypic lahars) olarak adlanmaları yerinde olacaktır.
Bileşimlerindeki çeşitli volkanik kökenli tanelerin, epi- klastik kökeni yansıtacak biçimde yuvarlaklaşmamış olma- ları kısa mesafeli taşınmaya bağlanabilir. Bunun yanında beyaz, gri, pembe, siyah gibi değişik renkli, camsı porfirik, vitrofirik, akış yapılı ve hiyaloplitik doku türleri gösteren çok kökenli taneler epiklastik oluşumu belirler niteliklerdir.
TÜF, LAPÎLLÎ TÜF, TÜF BREŞLER
Korucuk köyleri civarında laharik ve freatik breşleri örterler. Orta ve iyi tabakalı olup (ortalama tabaka kalınlı- ğı 5-40 sm), toplam kalınlık ise 100 m kadardır. îyi bir stra- tigrafi istif oluştururlar, levha II, şekil 4, 5'de görüldüğü gi- bi bireysel ve gruplar oluşturarak birkaç kez tekrarlanır- lar.
Patlamalı, buhar-tane karışımı şeklinde volkanik mekez- lerden çıkan gereçler (Fiske, 1963; steam-blast explosions) akma veya dökülme şeklinde taşınarak tüf, lapilli tüf ve tüf breşleri oluşturmuşlardır. Akma olayı olasılıkla Ortakorucuk köyü K-KD'da yeralan geniş ve yüzeysel bir volkanik kay- nak sahadan ışınsal olarak gelişmiştir. Çeşitli düzeylerde gözlenen farklı boyutlardaki kanallanmalar ve taban defor- masyonları akmanın yüksek hızda ve yer yer türbülansiı olduğunu işaret eder niteliktedir. Hareketin başlamasında volkanik şoklar ve depremlerle birlikte volkan konisinin eğ- ri yüzeyleri veya topoğrafik paleoyamaçlar etkendir, özel- likle bu sonuncusu buhar-tane karışımı püskürme ve patla- malardan dökülen litik parça, jüvenil magma taneleri ve buhar zerreciklerinden kurulu döküntü ürünlerinin kayma veya akma şeklinde ikinci kez taşınmalarına neden olmuştur Ayrıca her ölçekte kayma yapılarının bu biçimde geliştiği söylenebilir (levha II, şekil 6).
îyi ve orta tabakalı bu volkanotortullar daha alttaki masif breşlerin doldurduğu veya düzlediğı bölgesel çukurluk- ların üst bölümlerine yerleşmişlerdr. Bunlar içerisinde ince ve çapraz tabakalı, tekrarlı tüf ve lapilli lâminaları ile hafif dalgalanmalı yüzeyler, ilk bakışta döküntü tüflerine benzer- lik gösterirlerse de belirgin çapraz tabakalanmaların varlığı döküntü oluşuklarına ters düşer. Bununla birlikte, bir yo- ğunluk akması olan "base surge"e (Fisher ve Waters, 1970;
Crowe ve Fisher, 1973) benzerliği tartışılabilir.
Esasta bu taneli volkaniklerin çoğu, piroklastik akma ürünleri olarak görülürlerse de, sıcak piriklastik akmalar (nue"e ardent e gibi) veya kızgın çığlar (glowing avalanches) ile gelişebilecek kaynaklanmış tüf veya ignimbritik düzeyler değillerdir. Eklemli-sütunsal yapı göstermedikleri gibi, taba-
SEBEN BÖLGESİ VOLKANOTORTUIiLARI 57
Kalanma, içsel zayıf lâminalanma, ters derecelenme, kanal- larıma ve kayma yapıları gibi bir dizi sedimanter yapılan bulundururlar (levha m, şekil 1, 2, 3). Bu özellikleri ile ge- nel olarak bunların Fiske (1&63) ve Fisher (1971) de tanım- lanan volkanik çakıllı çamur akmalarına benzediği kanısın- dayız.
İncelenen örnekler içerisinde sıcak piroklastik akmala- rın temel ürünlerinden sayılar sünger taşı tane ve parçalan çok seyrek veya yoktur. Bunun yerine çeşitli bollukta bazal- tik cam (sideromelan) ve palagonitleşmiş camsı gereç göz- lenir (levha I I I , şekil 4). Bu ürünün gelişimine etken, sıcak ve sığ" lâv veya magmayla temasta olan temel ve yüzeysel sulardır. Bu şekilde suyla teması olan lâv satıhlarında pa- lagonitleşmenin yaygın olarak gelişeceği kesindir (Füeht- bauer ve Müller, 1970; s. 559). Yukarıda birkaç kez belirtil- diği gibi, bu koşullarda şekillenen sığ freatik püskürmelerin zaman zaman da patlamalı biçime dönüştüğü olağandır. Çe- şitli olaylar sonucu (patlama ve püskürmeler), bu taneli vol- kanik kütle esas olarak andezitik-bâzaltik karakterdedir.
Kristal-litik ve eamsı-litik türdeki tüf yüzeylerinde, renkli mineraller %3-5 bolluğunda egirinojit, titanhornblend ve çok seyrek biotitlidir. Hamurdaki feldspatlar andezin-labra- dor türündendirler, kırıklı ve parçalı olmalarına karşın tümü ile temiz yüzeyli görünürler. Kuvars, demir mineralleri ve yeşil klorit ikincil minerallerdir. Camsı gereç hem hamurda hem de litik parça olarak çeşitli bollukta bulunabilir (Levha H I , şekil 5).
AGLOMERALAR
Miyosen volkanik istifinin üst bölümlerinde önemli ka- lınlık oluştururlar. Başlangıçta tüf ve tüf breşler ile dereceli geçişlidirler. İnce, zayıf kaynaklanmış döküntü tüllerinin meydana getirdiği hamur içerisinde porfirik bir düzende- dirler. İstif içerisindeki vulkanyen breşlerden farkları orta ve kaba çakıl boyunda tek tip bileşende olmaları ve yuvar - laklıklannı volkanik olaylarla (havada uçma depolanma sü- recinde) kazanmış bulunmalarıdır.
Alt bölümlerinde tüfler içinde porfifrik yapıda görünüm- lü aglomeralar üste doğru hızla kitlesel özellikte, koyu siyah renkli düzeyler oluştururlar. Bu kısım Kaşbıyıklar ve Koru- cuk köyleri civannda 200-300 m kalınlığındadır. Kitlesel yapı, volkanik parça bombaların birbirleriyle kaynaklan- masından doğmuş olup, levha H I , şekil 3'de görüldüğü gibi bir aglütina görünümünde ve eklemli-sütunsal özellik kazan- mışlardır.
Petrografik incelemelerimizde volkanik tanelerin çoğu- nun hyalopilitik dokuda olduklan görülmüştür (Levha HI, şekil 6). Camsı temel içindeki piroksen prizmaları (olası- lıkla pijonit) ile oligoklas-andezin mikrolitlerinin düzenlen- mesi Crowe ve Fisher (1973)'de de belirtildiği gibi, bunların havada uçuş sürecinde kazandıkian özellikler olarak yorum- lanabilir.
OTOKLASTÎK BREŞLEB
Aglomeraları üstleyen veya devamı şeklinde gelişen, ço- ğu kez de birbirine girik biçimde bulunan otoklastik breşler yer yer volkanik istifin son seviyesini oluşturur, ve 300 m kalınlığa ulaşır, özellikle taban bölümleri kaba aglomera benzeri olup, yalancı aglomera görünüşündedirler (Fisher
1960a; pseudoaglomerata adn/or pseudobreccia). Orta ve üst seviyelerinde bazalt-andezitik özellikteki lâv akma ürün- leri özellikle kimyasal olaylarla parçalanarak kaba taneli
"blok lâvlar" görünümü kazanmışlardır/ Çoğu kez de akış dönemlerinde gelişen ince ve merceksi ignimbritik tüf sevi- yeleri bulundururlar. Bloklar arasında bağlayıcı olarak gö- rülen ufak parça ve taneler de lâvla aynı bileşim ve dokuda- ki (akış dokulu) ürünlerdir.
SONUÇLAR
Çalışma sahamızdaki Üst Jura-Kretase havzası tortul- larının zaman zaman değişik bollukta volkanik gelentilerle katkılandığı veya ardalandığı bilinmektedir. Özellikle Üst Kretase'de (Santonien-Kampaniyen) orojenik etkenliklerin gelişimine uyumla şekillenen fliş sedimantasyonu büyük ha- cimde volkanik kökenli tanelerin kontrolünde gelişmiştir.
Ayrıca konu edilen Susuz ve Gökdere kesitleri de Mestrih- tiyen'de çökel havza yakını veya yakın volkanlardan doğru- dan, çoğu kez de duraysız volkanik örtülerin hızla aşmdı- nlmasıyla türeyen epiklastiklerden oluşmuşlardır. Bu pe- riyodik ve hızlı gelenti uzun bir süre havzanın kendine özgü tortulu olan mamın çökelimini engellemişlerdir.
Miyosen volkanikleri geniş sahalara yayılımlı ve önem- li kalınlıktadır. Başlangıçta sığ, buharlı-patlamalı türden volkanlardan çıkartılan gereçler göl sahalannı doldurmuşlar- dır. Daha sonraki evrelerde kuvvetli patlamalarla bu sığ lavdan atılan Çomba ve parçalar kaim aglomera örtüsünü meydana getirmişlerdir. Üstteki sayısız lav akmalaraım ta- ban bölümleri blok lav özelliğinde görülmektedir. Genel ola- rak volkanik gelişimde zaman zaman görülen farklılanma- lar Miyosen sahalanndaki temel suların etkisine bağlana- bilir. Gerçekten bölgede çok yaygın olan sıcak su kaplıcala- rının variuğı da bunu destekler niteliktedir.
KATKI BELİRTME
Çalışma T.B.T.A.K.'ea desteklenen projenin bir bölümü- dür. Konunun seçimi ve yürütülmesinde büyük yardımlarını gördüğümüz Prof. Dr. A. Suat Erk'e ve laboratuvar işlem- lerinde yakın ilgisini esirgemeyen As, Yavuz Okan'a maddî olanaklan sağlayan T.B.T.A.K.'a teşekkürü borç biliriz.
DEĞİNİLEN BELGELER
Brousse, R. ve Lef evre, C, 1966, Nappes de ponces du Cantal et du Mont Dore. Leurs aspects volcanologique et mineralogique:
Bull. Soe. geol., Fr., 8, 223-245.
Crowe, B.M. ve Fisher, R.V., 1973, Sedimantary structures in Base- Surge deposits with special reference to cross-bedding, Ubehebe Craters, Death Walley, California: Geol. Soc. America Bull., 84, 663-682.
Fisher, R.V., 1958, Definition of vo'canic breccia: Geol. Soc. Ame- rica Bull., 69, 1071-1073.
--., 1960a, Classification of volcanic breccias: Geol. Soe.
America Bull., 71, 973-982.
., 1960b, Criteria for recognition of laharic breccias, Sout- hern Cascade Mountains, Washington: Geol. Soc. America Bull., 71, 127-132.
- . , 1961, Proposed classification o f volcaniclastic sediments and rocks: Geol. Soc. America Bull., 72, 1400-1414.
., 1971, Features of coarse grained, high concentration fluids and their deposits: Jour. Sed. Petrology., 41, 916-927.
Fisher, R.V. ve Waters, A.C., 1970, Base surge bed forms in maarş volcanoes: Am. Jour. ScL, 268, 157-180.
58
VAROL - KAZANÇ!Fiske, E.S., 1963, Subaqueous pyroclastic flous in t}ıe Ohşjıapecosh Formation, Washington: Geol. Soc. America Bull., 74, 391-406.
Füchtbauer, H. ve Müller, G., 1970, Sedimente und sedimentgesteine: ' Verlagsbuehhandlung, Stuttgart, 726 i\ ' Leonhard, Kj 1903, Geologische skizze des Galatischen Andesigebietes
nördüsh von Ankara: N: Jb. Min. B., 16, 99-109. .
Milch, I*., 1903, Die Ergussgesteine des Galatishen Andesigebietes:
' N. Jb. Min. B., 16, 110-165.
Norton, W.H., 1917, Studies for students; A classification of brec- cias: J. Geology, 25, 160-194.
öngür, T., 1977a, Parçalı volkanik kayaların sınıflama ve adlanma- sı: Yer. ve îns., I, 1-12.
, 1977b, Kızılcahamam GB'sinin volkanolojisi ve petrolbji incelemesi; Türkiye Jeol. Kur. Bült.a 20/2, 1-13.
Paicheler, J.C., 1977, Volkanotortul cokeller: Yer. ve îns., II/3, 11-17.
—— . — , 1978, Begkonak (Kuzey Anadolu - Türkiye) Tersiyer
gölünde volkanik paleoortam ve tortulkatgı örnekleri: Türkiye Jeol. Bült, 21/1, 11-27.
Roıidot, J., 1956, 1/100 000 lik 39/2 (Güney kısmı) ve 39/4 no'lu paf-
; talarıh jeolojisi: Maden Tetkik Arama Enst, • derleme, rap.
No: 2517, yayımlanmamış. .
Ross, C.S., 1955, Provenience of pyroclastic materials: Geol. Soc. Ame- rica Bull., 66, 427-434.
Schimincke, H.U., 1967, Graded laharsin the type sections of the Ellensburg Formation, South Central "Washington: Jour. Sed.
'"• Petrology, 37, 438-448. ' ' '
— — •- ve Swanson, D.A.i 1967, Laminar viscous flowage struc- tures in ash-flow tuffs from Gran Canaria, Canary Islands: J.
Geology, 75, 641-664. -; ; .
Wentworth, C.K. ve Williams, H., 1932, The classification and ter- minology of the pyroclastic rocks: Nat. Res. Concil Bull., 89, 19-53.
lEVHA I.
Sekil 1: Üst Kretase epiklastiklerinin tabakalı yapısı. Volkanik kumtagı-kiltagı ardalanması.
Şekil 2: Yoğun, laminer volkanik kül akma depoları. Yumugak taban defornıasyonu ile şekillenmiş dalgalı dokanaklar ve tabaka içi laminalanmalar.
Sekil 3: Zayıf kaynaklanmış tüf. Dalgalı laminalânmalar ve seyrek tansiyon çatlakları içerir.
Sekil 4: Freatik volkanik breşler; zayıf tabakalanmalı ve tabakalanmaya paralel tane yönlenmeleri görülmektedir.
Sekil 6: B*reatik bregler; tabanda tüf üzerine belirgin asmdırmalı yüzeyle oturmaktadır.
PLATE I.
Figure 1: Bedded position if Upper Cretaceous epiclastics. Succession of volcanic sandstone-claystone.
Figure 2: Viscous, laminar volcanic aha flow deposits. Wavy boundary which formed by soft base deformation, and internal lami- nations.
Figure 3: Poorly welded tuff which include wavy laminations and partly tension cracks.
Figure 4: Phreatic volcanic breccias; weakly bedding and clast orientations •which are paralleled to bedding plane.
Figure 5: Phreatic breccias overlain on tuff, with erosional surface.
LEVHA I PLATE 1
LEVHA I I .
Sekil 1: Masif,kaba bloklu laharik breş. Düzgün taban dokanakh.
Şekil 2: Ağındırmak taban dokanakh laharik breş..
Şekil 3: Laharik breş; tipik kütle akması özelliğindedir. Merkez gövde kaba kaba çakıllı ve bloklu. Bileşenler boylanmasız, zayıf tüf hamur ve taban seviyelerinde az belirgin çakıl yönlenmeleri seçilmektedir.
Şekil 4; 5: İyi tabakalı, tüf lapilli tüf, tüf breş istifi.
Şekil 6: Zayıf tabakalı tüfler içerisinde ufak kanalcıklar ve kayma yapıları.
PLATE II.
Figure I: Massive, coarse blocky laharic breccias. Nonerosional base surface.
Figure 2: Laharic breccias with erosional, base surface.
Figure 3: Laharic breccia; which is typicaly mass flow deposit. Center body is blocky and coarse pebbly. Consr.ituents without sorting poorly tuff matrix, There are poorly clasts orientation in the levels of deposits.
Figure 4 : 5 : Succession of well bedded tuff, lapilli tuff and tuff breccias.
Figure 6: Minor chaneF'ngs and slump structures in unwell bedded tuffs.
PLATE II
ALATE I!
LEVHA III.
geldi 1: Volkanik çakıllı çamur akmaları. Ait bölümü kısmen laminalı, üstte kanal yapıları.
Şekil 2: Volkanik çakıllı çamur akmaları; ters derecelenme.
Şekil 3: Volkanik istifin üst düzeylerindeki eklemli sütunsal yapılı aglomeralar (aglütina) En altta büyük ölçekli kayma yapıları yeralır (a).
Şekil 4: Volkanik taneler arasındaki bazaltik camda yaygın palagonitleşme zonları (koyu renkliler).
Şekil 5: Kristal litik tüf. Titahornblendeli parçalar ile camsı ve kristal kırıntıları bulundurur.
Şekil 6: Hiyaloplitik doku. Cam zemin üzerinde oligoklaz-andezin feno kristalleri, mikrolitler ve piroksen prizmaları.
PLATE III.
Figure 1: Volcanic pebbly mud flows. Partly laminated in the below part, chanelling («upper part) Figure 2: Volcanic pebbly mud flow; which have inverde grading.
Figure 3: The upper part of the volcanic succession consist of agglomerates (agglutina) with joint-columnar structures. The large slump structures are observed in the below parts (a).
Figure 4: Basiltic glass and widespread palagonitized zones (dark colored areas). *
Figure 5: Cristal lithic tuff includes glassy and cristal fragments and some fragments with tithanhornblende.
Figure 6: Hyaloplitic texture. The phenochrysts of oligoclas-andesin, microlits and pyrocsene prisms on the glassy groundmass.
LEVHA III
PLATE III
